四川盆地夏季降水年際變化的主模態(tài)分析

鄭然 陳麗娟 李維京 王順久 馬振峰 梁寧 劉嘉慧敏

1 四川省氣候中心, 成都 610072

2 南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心, 南京 210044

3 國家氣候中心，中國氣象局氣候研究重點開放實驗室，北京 100081

4 青海省海南藏族自治州氣象局, 共和 青海 813099

5 陜西省氣象臺, 西安 721001

1 引言

四川盆地位于中國腹心地帶，主要包括四川省中東部和重慶市，也稱川渝盆地，是高原大地形與我國中東部平原的過渡區(qū)。特殊的地理位置使其同時受熱帶季風和副熱帶季風的影響，降水的年際變率較大，在全球氣候變暖背景下，該區(qū)域夏季旱澇災害發(fā)生的頻率趨于增加。四川盆地人口眾多，農(nóng)業(yè)較為發(fā)達，且地處長江上游地區(qū)，其旱澇異常不僅影響盆地區(qū)域，所形成的徑流多寡對長江中下游地區(qū)也有顯著影響。因此，深入認識盆地夏季旱澇異常特征、成因及預測信號對提高預測水平、為防災減災提供科學決策依據(jù)具有重要意義。

季節(jié)尺度降水預測的重點在于旱澇的空間分布，因此降水主模態(tài)的分析是降水異常研究的基礎及關鍵環(huán)節(jié)。針對夏季降水異常空間分布，自20世紀70年代以來，大量研究工作將我國東部夏季降水雨帶從南至北劃分為三類或四類（廖荃蓀等, 1981;孫林海等, 2005），并探討了不同雨帶的形成機制及預測信號（黃榮輝等, 2011; 趙俊虎和封國林,2015; 趙俊虎等, 2016; 楊柳等, 2018, 2021; 王歡和李棟梁, 2020）。然而更多的研究主要關注我國東部地區(qū)，針對西部地區(qū)降水異常型的研究相對較少。四川盆地由于地形特殊，造成降水成因較為復雜，且由降水異常引起的次生災害影響大，因此有必要開展深入的研究。四川盆地夏季降水主要存在“東西振蕩”、“一致分布”和“南北振蕩”三種分布型，其中前兩個模態(tài)的方差貢獻較大（馬振鋒和譚友邦, 2004），盆地西部和盆地東部夏季降水序列分別與我國夏季降水第1類雨型（即多雨帶位于我國北方）和第2類雨型（即多雨帶位于長江和黃河之間）的分布有關聯(lián)（白瑩瑩等, 2014）。

上世紀后半期，川渝盆地降水和水資源量總體減少，東、西部降水變化呈相反趨勢（周長艷等,2006; Lu and Ye, 2011）。北半球中高緯烏拉爾山為高壓脊、巴爾喀什湖至貝加爾湖之間為低壓槽以及亞洲東部為高壓脊的“兩脊一槽”型，西太平洋副熱帶高壓（簡稱“西太副高”）偏北、南亞高壓西部增強、西風急流軸線偏北是造成盆地西部降水偏多的主要環(huán)流形勢。而東亞中高緯地區(qū)為經(jīng)向型環(huán)流，西太副高偏南、西風急流軸線偏南則有利于盆地東部降水偏多（蔣興文等, 2007; 周長艷等,2008; 陳權亮等, 2010; 楊小波等, 2014）。季風對盆地降水的影響在東西部也存在差異性，盆西降水異常與高原夏季風有關，盆東降水異常與東亞夏季風和高原夏季風都有關，可能以東亞夏季風為主（白瑩瑩等, 2011, 2014）。此外，高原及其周邊熱力作用、大氣季節(jié)內振蕩等均可對盆地降水東西反相模態(tài)產(chǎn)生影響（陳忠明等, 2003; 岑思弦等, 2014; 蔣文杰等, 2015）。

針對全區(qū)一致型降水，學者多通過旱澇等級指數(shù)、區(qū)域降水指數(shù)或站點降水區(qū)域平均等方法（鮑媛媛等, 2007; 李永華等, 2011），將四川盆地降水作為整體進行研究,這可能對典型降水空間型對應的環(huán)流背景分析造成一定認識偏差。還有研究表明，四川盆地夏季旱澇與夏季西太副高和南亞高壓的南北位置的變化關系密切。二者偏北時，易出現(xiàn)干旱；反之，出現(xiàn)洪澇的可能性較大（李永華, 2010）。此外，青藏高原的熱力作用也可通過影響高原上空高度場，導致四川盆地夏季降水的旱澇異常（李躍清, 2003; 李永華等, 2011）。

上述有關四川盆地夏季降水的變化及成因的研究多針對某一個降水模態(tài)，缺乏不同降水模態(tài)之間的差異對比分析和影響機理研究。在每年的汛期預測業(yè)務中，主要多雨帶的確定仍存在一定難度，而不同降水異常型的影響系統(tǒng)也可能存在較大差異，厘清這種差異及成因有助于更好地理解降水異常型的可預報性來源和預測信號的傳遞機制，為進一步提高預測能力做好鋪墊。

基于此，本文對四川盆地近40年夏季降水場進行EOF分解，分析主要降水空間型的演變及其對應的環(huán)流特征，并分析降水不同空間型的水汽輸送狀況及外強迫信號源，從而為提高四川盆地夏季降水的精細化預測提供基礎。

2 資料與方法

2.1 資料選取

文中所用數(shù)據(jù)包括：（1）全國氣象臺站逐月降水資料，通過質量控制，選取四川盆地134個站點，如圖1所示，研究時段為1979年到2018年；（2）歐洲中期天氣預報中心（ECMWF）的逐月位勢高度場、風場等再分析數(shù)據(jù)（ERA-Interim）（https://apps.ecmwf.int/datasets/data/interim-full-moda/levtype=sfc/ [2021-05-01]），水平分辨率為0.75°×0.75°；（3）英國哈德來（Hadley）中心的逐月海表溫度（SST）數(shù)據(jù)及逐月平均海冰密集度資料（Rayner et al., 2003），水平分辨率為1°×1°。如無特殊說明，氣候值均采用1981～2010年的30年平均。

圖1 四川盆地134站站點分布Fig. 1 Distribution of 134 stations in the Sichuan Basin

2.2 方法介紹

（1）水汽輸送通量：本文通過計算水汽通量來表征水汽輸送特征。水汽通量計算方法參考楊柳等（2018），具體如下：

對于單位面積空氣柱，總的大氣水汽輸送通量矢量Q計算公式為

緯向和經(jīng)向水汽輸送通量分別為

邊界積分的水汽輸送表示為

式中，q為比濕，g為 重力加速度，ps為地面氣壓，x1、x2和y1、y2為邊界的起始、終止經(jīng)度和緯度。在計算整層水汽輸送時，為消除地形對整層水汽輸送的影響，垂直積分從地表開始，由于大氣中的水汽主要集中于低層，整層水汽輸送積分到300 hPa。

（2）文中使用了經(jīng)驗正交函數(shù)分解（EOF）、合成、回歸及Studentt檢驗方法。

3 四川盆地夏季降水主模態(tài)的時空分布特征及環(huán)流型

對盆地1979～2018年夏季（6～8月，以下同）降水進行EOF展開。結果顯示EOF1為全區(qū)一致型（圖2a），方差貢獻率為23.91%，結合其標準化后的時間系數(shù)PC1（圖2c）可以看到，20世紀80年代到90年代，盆地降水經(jīng)歷了一致減少—增多趨勢變化，進入21世紀后趨勢不明顯，但一致偏少出現(xiàn)的概率較大，同時個別年份降水異常的振幅較大，如1998夏季異常偏多和2006年夏季異常偏少。EOF2為降水東西反相型（圖2b），方差貢獻率為21.29%，接近于EOF1的方差貢獻，說明近40年來EOF2的出現(xiàn)頻率也是相對較高的。從其標準化后的時間系數(shù)PC2（圖2d）可以看到，在20世紀80年代有上升趨勢，80年代末到21世紀初期，PC2存在明顯下降特征，結合降水模態(tài)，顯示在這段時期內四川盆地西部降水有減少趨勢，而東部降水有增多趨勢，與周長艷等（2006）的研究結果一致。但是近十幾年來，PC2又表現(xiàn)為顯著上升特征，即盆地夏季降水西多東少分布的態(tài)勢又有所加強。結合PC1和PC2的變化特征可知，川渝盆地夏季降水在20世紀80年代多出現(xiàn)東西反相型，在90年代到21世紀初以一致型為主，進入21世紀10年代后又多為東西反相型。前兩個模態(tài)累計方差為45.2%，遠高于其他模態(tài)（第三模態(tài)開始方差貢獻未超過10%），因此選取前兩個模態(tài)作為四川盆地夏季降水主模態(tài)進行分析。分別選取第一、二模態(tài)標準化時間系數(shù)大于0.8個標準差的年份作為降水主模態(tài)異常年份，對于其中重復的年份根據(jù)標準化指數(shù)的絕對值大小進行劃分。從而得到PC1正異常年份有：1980、1983、1984、1987、1998、2007年共6年；PC1負異常年份有：1992、1994、1997、2001、2004、2006、2011年共7年。PC2正 異 常 年 份 有：1981、1988、1990、2010、2013、2018年共6年；PC2負異常年份有：1982、1986、2002、2008、2015、2016年共6年，用于后文分析。

圖2 四川盆地1979～2018年夏季降水正交經(jīng)驗函數(shù)分解（a）第一模態(tài)、（b）第二模態(tài)及其對應的時間系數(shù)（c）PC1、（d）PC2（柱狀圖為時間系數(shù)，實線為五年滑動平均）Fig. 2 (a) EOF1 and (b) EOF2 modes of the summer rainfall in the Sichuan Basin from 1979 to 2018, and their associated time series (c) PC1 and (d)PC2 (the bars in c and d are the PC1 and PC2, respectively, and the solid line is the PC five-year moving average)

進一步分析四川盆地降水主模態(tài)的大尺度環(huán)流特征。為突出環(huán)流的年際變化，本文將PC減去其一元線性回歸值，利用去趨勢后的PC1、PC2分別回歸同期夏季500 hPa高度場、850 hPa風場及200 hPa緯向風場異常。盆地降水一致偏多模態(tài)對應500 hPa高度場的環(huán)流異常（圖3a）顯示，歐亞中緯度地區(qū)西高東低，東亞地區(qū)從熱帶至中高緯地區(qū)為南高北低型分布。即烏拉爾地區(qū)高度場為正距平，蒙古、我國東北到日本一帶高度場為負距平，而我國南方到西太平洋上空為顯著正距平，此種環(huán)流型有利于夏季西太平洋副熱帶高壓（下文簡稱西太副高）偏強偏西偏南，該特征在PC1正負異常年的588線合成圖（圖3d）上也可以得到驗證。回歸的850 hPa風場異常（圖3b）與500 hPa高度場一致，高低空為明顯的相當正壓結構，南海到菲律賓以東為強大的反氣旋性環(huán)流，我國東北、日本一帶為氣旋性環(huán)流，二者共同作用引導熱帶西太平洋、南海水汽向四川盆地輸送，巴爾喀什湖上空至烏拉爾山地區(qū)存在較強的反氣旋環(huán)流異常，其東側的偏北風引導北方冷空氣沿高原東側南下，與暖濕氣流在四川盆地交匯，造成盆地夏季降水一致偏多。從回歸的200 hPa緯向風場異常（圖3c）可以看到，夏季東亞副熱帶西風急流主要位于40°N附近，西風急流軸北側為東風負異常，南側為西風異常，對應東亞急流在我國上空位置偏南，有利于四川盆地上空為顯著的輻散異常。此外有研究指出，當東亞副熱帶西風急流異常偏南時，南亞高壓偏強，位置偏南偏東，500 hPa等高線經(jīng)向度加大，冷空氣易南下，同時副高偏西偏南（況雪源和張耀存, 2006;楊小波等, 2014），副高外圍水汽由南海向盆地輸送，這與500 hPa高度場及850 hPa風場的配置一致。降水一致偏少年，環(huán)流場異常特征與上述分析完全相反。

圖3 PC1回歸（a）500 hPa高度場異常（單位：gpm）、（b）850 hPa風場異常（單位：m s?1）、（c）200 hPa緯向風場異常（填色，單位：m s?1）及（d）PC1正（紅色）、負（藍色）異常年5880 gpm線合成（黑色方框為四川盆地所在位置；圖a、b、c中填色為回歸場通過顯著性檢驗的區(qū)域，絕對值大于0.304、0.393分別表示置信水平達到95%和99%，冷、暖色分別表示負、正異常區(qū)；圖c中的虛線為緯向風速大于25 m s?1和30 m s?1的氣候平均態(tài), 圖d中黑色實線為氣候平均態(tài)）Fig. 3 (a) 500 hPa geopotential height anomaly (units: gpm), (b) 850 hPa wind anomaly (units: m s?1), and (c) 200 hPa zonal wind anomaly (unit: m s?1)were regressed upon PC1 and synthesized 5880 gpm (d) based on PC1 positive phase (red line) and negative phase (blue line) (The black box represents the position of the Sichuan Basin; filled areas with absolute values greater than 0.304 and 0.393 represent the 95% and 99% confidence levels, respectively; cold and warm colors represents negative and positive anomaly areas; the line in (c) represents the climate mean of the horizontal wind speeds greater than 25 m s?1 and 30 m s?1; the black line in (d) represents the climate mean of 5880 gpm)

利用去趨勢的PC2序列回歸環(huán)流場，當降水為西多東少時，500 hPa高度場上（圖4a）歐亞中高緯存在一條西北—東南走向的“+ ? +” 波列，即歐亞大陸次極區(qū)高度場為正異常，巴爾喀什湖到貝加爾湖一帶高度場為負異常，正負異常中心分別位于巴倫支海和貝加爾湖附近，這種環(huán)流形式類似于極地—歐亞遙相關型（POL型）負位相，這與大型斜槽斜脊的環(huán)流特征相似（Bueh et al., 2011;He and Black, 2016）。極地遙相關負位相使得整個中緯度歐亞大陸范圍內的阻塞高壓活動加強，冷空氣大范圍堆積在斜槽區(qū)（Gao et al., 2019）。阻塞形勢是北半球中高緯常見的異常環(huán)流型（張慶云和陶詩言, 1998），鄂霍次克海、貝加爾湖、烏拉爾山是阻塞高壓發(fā)生頻次較高的地區(qū)。從回歸的500 hPa高度場異常可以看到，貝加爾湖以西為顯著的負異常區(qū)，選取（50°～60°N，80°～110°E）代表貝加爾湖區(qū)（龔振淞等, 2004），根據(jù)PC2正負異常年對相應的500 hPa高度場進行合成（圖4d），在PC2正值年，貝加爾湖區(qū)高度場為負異常，是槽區(qū)；而PC2負值年，貝加爾湖區(qū)高度場為正異常，是脊區(qū)。PC2與貝加爾湖區(qū)高度場指數(shù)的相關系數(shù)為?0.26，置信水平達到90%。此外，我國東北部到日本一帶存在顯著正異常中心。回歸的850 hPa風場異常（圖4b）顯示，歐亞中高緯環(huán)流異常顯著，貝加爾湖到我國北部一帶存在強大的氣旋性環(huán)流異常，加強了日本到我國東北一帶的反氣旋性環(huán)流，該反氣旋與南海氣旋共同作用，使得較強的偏東及偏東北氣流攜帶西太平洋水汽進入內陸，受云貴高原阻擋作用在高原東側分為南北兩支，四川盆地主要受偏南分支氣流的影響，同時青藏高原阻擋作用使得水汽在盆地西部堆積抬升，與貝加爾湖異常氣旋性環(huán)流引導的沿高原東側南下的冷空氣相結合，產(chǎn)生有效降水。從PC2回歸的200 hPa緯向風場上可以看到（圖4c），40°～50°N的平均西風為正異常，40°N以南和60°N以北為東風異常，與貝加爾湖區(qū)高度場偏低有較好的對應。以上分析顯示該降水模態(tài)受低緯系統(tǒng)影響較小，而中高緯環(huán)流系統(tǒng)的影響占據(jù)主導地位。

圖4 （a–c）同圖3，但為PC2回歸結果；（d）PC2高低值年貝加爾湖區(qū)500 hPa高度場平均的異常合成值（單位：gpm）Fig. 4 (a–c) Same as Fig.3, but for regressed on PC2; (d) Synthesized 500 hPa geopotential height (units: gpm) anomaly averaged over Baikal area based on PC2 value

4 四川盆地夏季降水主模態(tài)的水汽輸送差異

以上分析看出，四川盆地夏季降水第一、二模態(tài)的環(huán)流背景存在顯著的差異性。對應降水一致偏多模態(tài)，來自低緯的水汽影響較大，其上空對流層低層為南北風切變區(qū)，易形成輻合或輻散。而對應東西反相型降水模態(tài)，來自低緯的水汽輸送減弱，受中高緯環(huán)流的影響較大，對流層低層為一致偏南風或偏北風。為更加細致的對比兩種主模態(tài)的水汽條件，計算了四川盆地1979年至2018年夏季平均的整層水汽輸送通量矢量（圖5），可見夏季進入四川盆地的水汽主要有三支：第一支是印度西南季風氣流經(jīng)孟加拉灣和中印半島北上的水汽；第二支是越赤道氣流與南亞季風在南海匯合北上進入川渝；第三支是西太平洋水汽沿西太副高外圍西南側的東南季風進入我國陸地，并與南海北上的水汽匯合，從川渝地區(qū)東側邊界進入。根據(jù)平均水汽輸送特征，參照周曉霞等（2008）、李永華（2010）定義水汽通道的方法，有3條影響四川盆地的主要水汽通道：（1）孟加拉灣通道（20°N，85°～100°E），表征來自孟加拉灣向北的水汽輸送；（2）南海通道（22.5°N，100°～110°E），表征來自印度洋、中南半島轉向及來自南海的水汽輸送；（3）西太平洋通道（25°～35°N，120°E），表征來自南海轉向及西太平洋的水汽輸送。表1給出了1979～2018年夏季各水汽通道與四川盆地夏季降水PC1和PC2序列的相關系數(shù)。三條水汽通道均與第一模態(tài)時間系數(shù)呈顯著正相關，其中南海水汽通道的相關性最高，顯著性水平達到99%，表明全區(qū)一致降水模態(tài)受經(jīng)向水汽輸送的影響更為顯著。第二模態(tài)時間系數(shù)僅與太平洋水汽通道的相關性通過顯著性檢驗，表明東西反相降水模態(tài)主要受西太平洋緯向水汽輸送的影響。

圖5 1979～2018年夏季平均水汽輸送通量矢量（單位：kg m?1 s?1），黑色方框為四川盆地所在位置Fig. 5 Average water vapor transport flux vectors in summer from 1979 to 2018 (units: kg m?1 s?1), the black box is the position of the Sichuan Basin

表1 3條水汽通道與四川盆地夏季降水PC1/PC2的相關系數(shù)Table 1 Correlation coefficient between water vapor transportation channels and PC1/PC2 of summer rainfall over Sichuan Basin

進一步分析不同模態(tài)的水汽收支差異，對四川盆地夏季降水第一、二模態(tài)正負異常年各邊界水汽異常進行合成。西邊界和南邊界的水汽通量為正、東邊界和北邊界的水汽通量為負時，代表水汽通過邊界向區(qū)域內輸送，反之則表示由區(qū)域內向外輸出。從不同模態(tài)的邊界水汽收支（圖6）可以看到，在一致型模態(tài)下，正異常年水汽總體收支為正，負異常年總體收支為負，與降水分布有較好的對應。二者的差異主要在南北邊界和東邊界，在降水一致偏多年，南北邊界都表現(xiàn)為水汽收入，而降水一致偏少年南北邊界則均為水汽支出。同時，東邊界在正負異常年表現(xiàn)為相反的特征，在降水一致偏多年為支出，偏少年為收入。PC1正位相對應水汽凈收入遠高于負位相對應的凈支出，即降水偏多的異常特征更顯著。東西反相模態(tài)的邊界在正負異常年的合成中表現(xiàn)為完全相反的特征。經(jīng)向上，與第一模態(tài)南北邊界同收同支不同，西多東少年經(jīng)向上均為南風輸送，而西少東多年均為北風輸送，這與850 hPa風場異常的回歸是一致的。在緯向上，西多東少年的東西邊界均表現(xiàn)為輸出特征，而東多西少年東西邊界則均為輸入。從水汽量級來看，無論第一模態(tài)還是第二模態(tài)，盆地降水形成均以經(jīng)向水汽來源占主導地位，其差異在于全區(qū)一致降水偏多/少型為盆地的南北兩邊界表現(xiàn)同收/同支；而東西反相降水型則表現(xiàn)為一收一支，其中西多東少型為南收北支，而西少東多型為北收南支。

圖6 四川盆地夏季降水主模態(tài)對應（a，b）PC1、（c，d）PC2（a，c）正（b，d）負異常年各邊界水汽收支（單位：kg s?1），紅色箭頭表示支出，藍色箭頭表示收入Fig. 6 Water vapor budget (units: kg s?1) of the (a, c) positive and (b, d) negative phases of (a, b) PC1 and (c, d) PC2 of the Sichuan Basin’ s summer rainfall pattern (red arrow represent output and blue arrow means input)

5 四川盆地夏季降水主模態(tài)的前期外強迫信號

季節(jié)尺度大氣環(huán)流的異常往往受到海溫、海冰等外強迫因子變化的影響，因此為進一步認識影響四川盆地降水變化的大氣環(huán)流異常形成的原因，探討了外強迫信號的可能作用。首先利用PC1和PC2分別回歸前期1～8月的海溫距平場。可以看到，全區(qū)一致降水偏多模態(tài)對應的海溫場（圖7）在前期冬季赤道東太平洋存在較大范圍的顯著暖水區(qū)，至初春逐漸減弱消失，這與ENSO事件衰減年的海溫分布演變一致。即ENSO事件在當年春夏季為發(fā)展階段，秋冬季節(jié)達到成熟階段，到次年春夏季為衰減階段（Wang, 1995）。根據(jù)美國氣候預測中心（CPC）對ENSO歷史事件的統(tǒng)計，對夏季降水主模態(tài)典型異常年份對應的1～8月海溫演變進行分析，如表2所示，在降水一致偏多典型異常的6年中，有5年是厄爾尼諾衰減年，占83%，1年為厄爾尼諾持續(xù)年。在一致偏少的典型異常7年中，有3年為拉尼娜衰減年，占43%，其余為3年中性年、1年厄爾尼諾發(fā)展年。說明降水一致型的海溫背景具有非對稱性，降水一致偏多年的海溫演變特征較為一致，多出現(xiàn)在ENSO事件衰減年或中性年。進一步計算NINO3.4指數(shù)與PC1的超前滯后相關（圖8），當NINO3.4指數(shù)超前10個月的時候，二者相關系數(shù)的顯著性水平已達到95%，并可維持到超前4個月。在厄爾尼諾衰減年夏季，貝加爾湖附近為反氣旋性環(huán)流異常，東亞東北部為氣旋性環(huán)流異常，二者共同作用可引導北方冷空氣南下；而菲律賓以東洋面至中南半島為強大反氣旋性環(huán)流異常，西太副高偏強、偏南、西伸（孫旭光和楊修群, 2005），引導水汽向盆地輸送與冷空氣結合產(chǎn)生降水，造成盆地夏季降水偏多。以上結果表明，在年際變化尺度上，ENSO的演變趨勢與四川盆地夏季降水一致模態(tài)關系密切。

圖7 PC1回歸1979～2018年前期（a–h）1～8月海溫異常（絕對值大于0.304、0.393的填色區(qū)域分別表示置信水平達到95%和99%）Fig. 7 SSTA (units: °C) from January to August regressed on PC1 for 1979 to 2018 (Shaded areas with absolute values greater than 0.304 and 0.393 represent the 95% and 99% confidence levels, respectively)

表2 四川盆地夏季降水主模態(tài)典型異常年的ENSO特征Table 2 Sea surface temperature anomaly tendency of the Sichuan Basin’s main summer rainfall modes

此外，作為亞洲夏季風各種能量及水汽輸送重要源地之一的印度洋地區(qū)，從前期冬季開始也存在顯著相關區(qū)域，其顯著相關可一直持續(xù)到初夏。印度洋熱力異常作為“第二推動力”的海陸熱力差異，對印度洋—太平洋海溫配置及大氣環(huán)流具有重要作用，熱帶印度洋海溫異常模態(tài)和南印度洋偶極子模態(tài)對夏季風及東亞降水有明顯影響（陳麗娟等,2013）。選取熱帶印度洋全區(qū)海溫（IOBW）指數(shù)、熱帶印度洋偶極子（TIOD）指數(shù)、副熱帶南印度洋偶極子（SIOD）指數(shù)分別與PC1進行超前滯后相關（圖8）。可以看到，TIOD指數(shù)與PC1的相關在超前10個月時置信水平達到95%，此后相關系數(shù)隨時間增長，到超前7個月達到最大，置信水平達到99%。唐紅玉等（2020）研究指出當上一年11月TIOD正位相時，次年夏季環(huán)流場上表現(xiàn)為烏山阻高明顯、中緯度30°～37°N多低值系統(tǒng)，西太副高偏強、偏南的特征，這與盆地降水一致偏多模態(tài)的環(huán)流特征一致。而當ENSO和TIOD同時發(fā)生，二者通過異常的赤道大氣緯向垂直環(huán)流聯(lián)系，使得兩事件有顯著的相關并相互維持（Li and Mu,2001），當二者同為正位相時，兩大洋間的連帶關系使得太平洋暖池地區(qū)下沉運動加強，進一步對次年長江流域夏季降水產(chǎn)生影響（李琰等, 2007）。熱帶印度洋常隨著厄爾尼諾事件逐漸變暖，并在滯后于厄爾尼諾事件成熟一個季度達到峰值（袁媛,2008）。IOBW指數(shù)與PC1的相關在超前7個月時置信水平達到95%，可一直維持到超前一個月，滯后于NINO3.4指數(shù)。近年來的研究表明，印度洋海溫在ENSO衰減年起重要的“充電器”作用，海溫一致增暖（變冷）可通過海氣相互作用激發(fā)赤道印度洋到西太平洋的異常Walker環(huán)流圈，加強（減弱）西太副高的強度，延續(xù)ENSO對大氣環(huán)流和氣候異常的影響（Wu and Kirtman, 2004; Xie et al., 2009），從而進一步影響水汽向盆地的輸送，造成降水一致偏多（偏少）。南印度洋偶極子與PC1的相關在超前3～5個月時置信水平達到95%。研究指出，SIOD主要出現(xiàn)在冬春季，到夏季可通過影響海洋大陸上空SST異常影響對流活動，進一步影響副高強度，造成來自太平洋的赤道東風水汽輸送和印度洋的赤道西風水汽在海洋大陸的輻合輻散，然后進入我國，進而影響夏季降水（楊明珠和丁一匯, 2007）。以上分析表明，低緯海洋的海溫異常對四川盆地夏季降水第一模態(tài)的年際變化具有一定的指示意義。

圖8 PC1與海溫指數(shù)的時間超前滯后相關（0表示同期，負值表示超前月數(shù)，正值表示滯后月數(shù)）Fig. 8 Time lead/lag correlation between PC1 and SST indexes (0 represents the same period, negative values represent the number of lead months, and positive values represent the number of lag months

從PC2回歸的海溫距平場可以看到（圖9），在西多東少降水模態(tài)下，前期1～4月與海溫相關不明顯，僅在5月開始在赤道東太平洋地區(qū)出現(xiàn)顯著負相關，后期顯著范圍逐漸擴大、強度增強，表現(xiàn)為拉尼娜事件發(fā)展的特征。在典型西多東少異常的6年里，有兩年為厄爾尼諾衰減到拉尼娜發(fā)展特征，占33%，兩年中性年，一年拉尼娜衰減年，一年厄爾尼諾衰減年。在東多西少異常的典型6年中，4年為拉尼娜發(fā)展年，占67%，其余兩年分別為拉尼娜衰減和厄爾尼諾衰減特征。說明東西反相降水模態(tài)多出現(xiàn)于ENSO事件發(fā)展年，與全區(qū)一致型類似，海溫異常影響的顯著性同樣具有不對稱性，在東多西少年海溫影響的一致性較高。東西反相模態(tài)與ENSO事件發(fā)展時間接近，印度洋海溫異常的相關也是同樣的特征，說明其受前期熱帶海洋的影響較小。有研究指出，四川盆地夏季降水東西反相模態(tài)時間系數(shù)與前期1月黑潮區(qū)和加利福尼亞冷流區(qū)存在范圍較大的顯著正相關（楊佑洪,1997）。由于研究資料的差異，本文在前期海溫異常相關場上未見較大范圍的顯著相關區(qū)域。

圖9 PC2回歸1979～2018年前期（a–h）1～8月海溫異常（絕對值大于0.304、0.393的填色區(qū)域分別表示置信水平達到95%和99%）Fig. 9 SSTA (units: °C) from January to August regressed on PC2 for 1979 to 2018 (Shaded areas with absolute values greater than 0.304 and 0.393 represent the 95% and 99% confidence levels, respectively)

從上文第二主模態(tài)的環(huán)流分析可知，中高緯環(huán)流的影響更為顯著。除海溫外，歐亞中高緯大氣遙相關可能與北極海冰關系密切（張若楠和武炳義,2011; 王素艷等, 2021），海冰異常可以通過影響下墊面熱通量的異常分布進一步影響大氣環(huán)流。圖10給出了PC2高低值年春季北極海冰密集度的差值分布，可以看出在芭芬灣區(qū)域海冰明顯偏少，選取（51°～53°N，55°～58°W）作為芭芬灣關鍵區(qū)，該區(qū)春季海冰密集度區(qū)域平均指數(shù)與PC2相關系數(shù)為?0.28，置信水平達到90%。前期芭芬灣海冰偏少有利于湍流熱通量加強，可激發(fā)歐亞大陸準定常行星波（Wu et al., 2013），通過熱力和動力作用進一步激發(fā)夏季歐亞遙相關波列（張若楠等,2018）。以上分析表明，前期春季北極海冰異常對四川盆地夏季降水第二主模態(tài)的年際變化具有一定指示意義。

圖10 PC2高低值年合成的前期春季海冰密集度差值場（黑色點表示差值場的置信水平達到90%）Fig. 10 Composite differences in Arctic sea ice concentrations in the preceding spring between high and low PC2 years (black dots represent the 90% confidence level)

6 結論與討論

本文采用1979～2018年四川盆地夏季逐月降水資料及經(jīng)驗正交分解的方法得到了四川盆地夏季降水的主模態(tài)，并對不同模態(tài)的環(huán)流配置和海溫海冰異常變化趨勢進行了分析，得到如下主要結論：

（1）1979～2018年，四川盆地夏季降水的主模態(tài)為一致型和東西反相型，兩個模態(tài)方差貢獻相近，累計解釋方差約為45%。盆地夏季降水在20世紀80年代多出現(xiàn)東西反相型，在20世紀90年代到21世紀初以一致型為主，進入21世紀10年代后又以東西反相型占優(yōu)。

（2）降水一致型模態(tài)受低緯環(huán)流的影響較大，其上空對流層低層為南北風的輻合或輻散。盆地降水一致偏多模態(tài)年夏季，副熱帶急流軸位置偏南，南亞高壓偏強，位置偏南偏東；西太副高偏強偏西偏南；盆地上空為南北風交匯區(qū)，巴爾喀什湖上空至烏拉爾山地區(qū)上空存在較強的反氣旋環(huán)流異常，其東側的偏北風引導北方冷空氣沿高原東側南下，與南海到菲律賓以東強大的反氣旋性環(huán)流引導的暖濕氣流交匯，造成四川盆地夏季降水一致偏多。降水一致偏少年，環(huán)流場異常特征與上述分析完全相反。

（3）降水東西反相型模態(tài)受中高緯度環(huán)流的影響較大，對流層低層為一致偏南風或偏北風。盆地降水西多東少時，歐亞大陸次極區(qū)高度場為正異常，巴爾喀什湖到貝加爾湖一帶為負異常，類似于極地—歐亞遙相關型（POL型）負位相，貝加爾湖阻塞形勢顯著；日本島至我國東北一帶的反氣旋環(huán)流與南海氣旋共同作用，使得較強的偏東及偏東北氣流攜帶西太平洋水汽進入內陸，受云貴高原阻擋作用在高原東側分為南北兩支，四川盆地主要受南支氣流的影響，同時青藏高原的阻擋作用使得水汽在盆地西部堆積抬升，與貝加爾湖異常氣旋性環(huán)流引導的沿高原東側南下的冷空氣相結合，產(chǎn)生有效降水。盆地上空為一致偏南氣流。盆地降水東多西少時，環(huán)流形勢相反。

（4）四川盆地主要有三條水汽通道，分別為孟加拉灣通道、南海通道和西太平洋通道。全區(qū)一致型降水與三個通道水汽相關均顯著，其中南海水汽通道的相關性最高；東西反相型與西太平洋水汽通道關系密切。從盆地各邊界水汽收支看，經(jīng)向水汽量級較大，對降水異常產(chǎn)生重要影響。一致型降水偏多/少年，水汽在區(qū)域南北邊界表現(xiàn)為同收/同支，而東西反相型降水水汽在南北邊界為一收一支，其中西多東少型為南收北支，而西少東多型為北收南支。

（5）盆地夏季降水第一主模態(tài)受低緯中東太平洋及印度洋海溫異常的影響顯著，多發(fā)生于ENSO事件衰減年，厄爾尼諾的影響比拉尼娜顯著，具有非對稱性。第二主模態(tài)東西反相型受海冰影響顯著。

值得注意的是，本文僅從ENSO循環(huán)和海冰覆蓋特征的大背景探討了海溫海冰對四川盆地夏季降水主模態(tài)的影響。近年來的研究表明，夏季環(huán)流特征對東部型、中部型不同ENSO事件的響應是具有明顯差異的，積雪也是影響夏季降水的重要因子（陳麗娟等, 2016; Chen et al., 2019），因此外強迫特征對盆地降水的影響機理還需進一步研究，并基于多影響因子建立客觀預報模型，都是非常重要的方向并具有業(yè)務應用價值。